Pengantar Meteorogi
Sebuah Ringkasan Versi 0.0
I Wayan Sudiarta, Ph.D
dan Tim Mahasiswa
Program Studi Fisika
Fakultas Matematika dan Ilmu Pengetahuan Alam Universitas Mataram
Buat semua Mahasiswa pecinta alam yang tidak hanya mengetahui tetapi juga memahami indahnya alam semesta
Daftar Isi
Kata Pengantar . . . vii
Ucapan Terima Kasih . . . ix
1 Atmosfer Bagi Kehidupan 1 1.1 Definisi . . . 2
1.2 Komposisi Atmosfer . . . 2
1.3 Struktur Vertikal Atmosfer . . . 3
2 Unsur Cuaca dan Iklim 5 2.1 Suhu Udara . . . 5
2.2 Kelembaban udara . . . 6
2.3 Curah Hujan . . . 7
2.4 Tekanan Atmosfer . . . 8
2.5 Angin . . . 8
2.6 Embun, Kabut, dan Perawanan . . . 11
2.6.1 Embun . . . 11
2.6.2 Kabut . . . 11
2.6.3 Perawanan . . . 12
3 Massa Udara 13 3.1 Pengidentifikasikan Massa Udara . . . 13
3.2 Penggolongan Massa Udara . . . 15
3.3 Daerah Konvergensi InterTropis (DKIT) . . . 16
3.4 Front . . . 17
4 Radiasi Matahari dan Bumi 19 4.1 Mathari dan Bumi . . . 19
4.2 Sifat radiasi elektromagnetik . . . 19
4.3 Konstanta Matahari . . . 20
4.4 Distribusi Spektra Radiasi Matahari . . . 21
4.5 Adsorbsi pada Langit Tak Berawan . . . 21
5 Sirkulasi Umum Atmosfer dan Angin Lokal 23 5.1 Mekanisme Angin . . . 23
5.2 Sirkulasi Atmosfer Meridional . . . 23
5.3 Sirkulasi Atmosfer Zonal . . . 24
5.4 Monsun . . . 24
5.5 Konveksi Troposfer . . . 24
5.6 Angin Foehn . . . 25
iv Daftar Isi
5.8 Aerojet . . . 26
5.9 Interaksi Atmosfer-laut dan Gejala El-Nino . . . 26
6 Siklon Tropis 27 6.1 Pendahuluan . . . 27
6.2 Nama Siklon Tropis . . . 27
6.3 Lokasi Siklon Tropis . . . 28
6.4 Syarat Siklon Tropis . . . 28
6.5 Sebaran Angin pada Siklon Tropis . . . 29
6.6 Sebaran Suhu dalam Siklon Tropis . . . 30
6.7 Sebaran Kelembapan dan Endapan . . . 31
6.8 Pelenyapan siklon tropis . . . 31
6.9 Pengamatan Siklon Tropis . . . 32
7 Fisika Awan dan Hujan 35 7.1 Klasifikasi Awan . . . 35
8 Modifikasi Cuaca 45 8.1 Sejarah Modifikasi Cuaca . . . 45
8.2 Tujuan Modifikasi Cuaca . . . 45
8.3 Percobaan Hujan Buatan . . . 46
8.4 Menara Dispenser . . . 46
8.5 Teknologi Modifikasi Cuaca . . . 47
8.5.1 Peranan Aerosol Besar . . . 47
8.5.2 Kelembapan Kritis Garam . . . 47
8.5.3 Teknologi Hujan Rangsangan . . . 47
9 Klasifikasi Iklim 51 9.1 Pendekatan klasifikasi iklim . . . 51
9.2 Klasifikasi koeppen . . . 52
9.2.1 Iklim utama . . . 52
9.2.2 Batas antara jenis iklim . . . 52
9.2.3 Distribusi iklim secara geografis . . . 54
9.3 Klasifikasi iklim Thornthwaite . . . 54
10 Iklim dan Manusia 57 10.1 Cuaca dan Kesehatan . . . 57
10.2 Suhu Indera . . . 58
10.3 Estimasi Empiris Dari Perasaan Fisik . . . 58
10.4 Pengaruh Iklim Terhadap Kesehatan Manusia . . . 59
Daftar Isi v
10.4.2 Pengaruh iklim yang berfaedah bagi manusia . . 60
10.5 Iklim dan Penyakit . . . 61
10.6 Aklimatisasi . . . 61
11 Meteorologi Pencemaran Udara 63 11.1 Pencemaran Udara . . . 63
11.2 Masalah Pencemaran Udara . . . 63
11.3 Sumber Pencemaran Udara . . . 64
11.4 Partikulat . . . 65
11.4.1 Karbon monoksida (CO) . . . 66
11.4.2 Oksida Sulfur (SO) . . . 66
11.4.3 Oksida Nitrogen (NO) . . . 66
11.4.4 Hidrokarbon . . . 67
11.5 Parameter Meteorologi terhdap Pencemar . . . 67
11.5.1 Angin . . . 67
11.5.2 Gradien Suhu Vertikal . . . 67
11.5.3 Tinggi Campuran . . . 68
11.5.4 Curah Hujan . . . 68
11.5.5 Kabut . . . 68
11.5.6 Radiasi Matahari . . . 68
11.6 Faktor Angin Dalam Dispersi Pencemar . . . 68
11.7 Tinggi Campuran . . . 69
11.8 Stabilitas Atmosfer . . . 70
11.9 Jenis Kepulan Asap . . . 70
11.10Jenis Sumber Pencemaran . . . 71
11.11Persamaan Kepulan Asap Bentuk Umum . . . 71
12 Cuaca dan Iklim dalam Transportasi 73 12.1 Penerapan Klimatologi dalam Penerbangan . . . 73
12.2 Factor Cuaca Dalam Penerbangan . . . 73
12.3 Pengaruh Bukit dan Gunung . . . 75
12.4 Pengaruh Unsur Cuaca dan Iklim Terhadap Pesawat Ter-bang . . . 75
12.5 Pertumbuhan Badai Guruh . . . 77
13 Klimatologi Bangunan 79 13.1 Pendahuluan . . . 79
13.2 Pertimbangan Panas . . . 80
13.3 Ventilasi dan Angin . . . 80
13.4 Sinar Matahari . . . 81
vi Daftar Isi
13.6 Iklim Tapak Bangunan . . . 81
14 Perubahan Iklim 85 14.1 Teori perubahan iklim . . . 85
14.1.1 Teori geologi . . . 85
14.1.2 Teori astronomi . . . 86
14.1.3 Teori karbondioksida . . . 86
14.2 Pembentukan Dan Penipisan Ozonosfer . . . 86
14.2.1 Pembentukan Ozonosfer . . . 86
14.2.2 Penipisan Ozonosfer . . . 87
14.3 Efek Gas Rumah Kaca Dan Aerosol Terhadap Iklim . . . 87
14.3.1 Gas Rumah Kaca . . . 87
14.3.2 Aerosol . . . 88
14.3.3 Daur Pencemar Penyebab Hujan Asam . . . 88
14.4 Dampak aktivitas manusia pada iklim . . . 89
14.5 Hubungan antara manusia dan cuaca . . . 89
15 Alat Klimatologi 91
Kata Pengantar
Tim Penulis bersyukur kepada Tuhan Yang Maha Esa atas waktu dan kesempatan mempelajari ilmu meteorologi yang kami jumpai sehari-hari. Semoga dengan mempelajari meteorologi kami lebih mengerti indahnya ciptaan Tuhan.Buku ini berawal dari sebuah kompilasi hasil dari tugas mering-kas buku Tjasyono (1999) yang dilakukan oleh mahasiswa-mahasiswa fisika angkatan 2010 yang mengikuti kuliah pengantar meteorologi. Revisi dan penyempurnaan dilakukan oleh I Wayan Sudiarta sehing-ga buku ini tidak melangsehing-gar hak cipta serta lebih update.
Dokumen versi 0.1 ini masih penuh dengan materi yang diambil langsung dari buku Tjasyono (1999) jadi belum memenuhi syarat pu-blikasi. Mohon jangan disebar luaskan! Ini hanya untuk kalangan sendiri.
Buku ini timbul untuk menutupi kekurangan buku meteorologi di Universitas Mataram.
Kami ingin memberikan pemahaman konsep konsep-konsep fisika dalam menjelaskan fenomena-fenomena atmosfer.
Ilmu meteorologi merupakan ilmu alam yang memerlukan pema-haman berbagai konsep fisika. Koneksi antara konsep fisika yang satu dengan konsep fisika yang lain perlu diperhatikan.
Buku ini dibuat sesederhana mungkin agar mudah dipahami dan diaplikasikan. Diawali dari konsep-konsep dasar, terutama tentang istilah-istilah/definisi-definisi yang digunakan.
Terima kasih penulis ucapkan kepada semua pihak yang telah mem-bantu menyempurnakan buku ini.
Terima kasih. Tim Penulis
Ucapan Terima Kasih
Penulis bersyukur kepada Tuhan Yang Maha Esa atas energi dan serta kesehatan yang diberikan sehingga buku ini dapat diselesaikan.Penulisan buku ini tentunya tidak bisa dilakukan tanpa bantuan banyak pihak. Penulis berterima kasih kepada mahasiswa-mahasiswa angkatan 2010 yang mengikuti kuliah pengantar meteorologi yaitu: Irya Malathamaya, Syifa Az Zahra, Siti Maemunah, Siti Maemunah, Samsul Bahri, Lina Yuliana, Nurul Hidayat, Patimatuzzohrah, M. Yus-pian Alfi, I Komang Arya M, Lisa Agustina, Nina Septi Charisma Da-ra, Nopriadi, Karisma Andri Mulyana, Marenda Dwi Jatmiko, Annisa Rona Niary Saputri, Desak Putu Devi Yonita, Cristian Budi Satria, Wahyu Lailatul Q, Taufik Hidayat.
Cinta Kasih untuk Semua. Penulis
1
Atmosfer Bagi Kehidupan
Manusia dapat bertahan sampai satu hari tanpa air di daerah gurun yang paling panas, tetapi tanpa atmosfer manusia hanya dapat ber-tahan beberapa menit saja. Atmosfer terutama biosfer yang berada di sekeliling kita mempunyai karakteristik tertentu dalam hal suhu, ke-lembapan, kecepatan, dan arah angin, curah hujan, dan sebagainya. Oleh karena itu perlu dipahami berbagai unsur iklim tersebut agar kita dapat merencanakan rencana yang telah dijadwalkan. Banyak kegagalan kegiatan manusia yang disebabkan oleh unsur cuaca dan iklim.
Berbagai pertimbangan yang menyebabkan ilmuwan tertarik meng-kaji atmosfer bumi, diantaranya adalah
1. Atmosfer melindungi penghuni bumi dari radiasi gelombang pen-dek matahari yang sangat kuat. Jika tidak ada atmosfer maka manusia, tetumbuhan, dan hewan akan jadi debu berserakan. 2. Banyak gejala atmosfer yang menarik dan perlu dikaji, misalnya
terjadi awan dan hujan, badai guruh, badai tropis, perubahan iklim, dan sebagainya.
3. Atmosfer sebagai sumber alam yang perlu dieksplorasi dan diks-plotasi, misalnya teknologi hujan buatan, memanfaatkan energy angin dan sebagainya.
4. Atmosfer sebagai media transportasi udara yang peka terhadap cuaca. Awan cumulonimbus (cb) merupakan jalan maut bagi du-nia penerbangan dan harus dihindari.
5. Atmosfer sebagai tempat pembuangan zat pencemar, diantara zat tersebut ada yang berbahaya dan beracun bagi manusia.
2 Atmosfer Bagi Kehidupan
1.1 Definisi
Klimatologi, seperti halnya meteorologi, yaitu ilmu tentang atmosfer. Meteorologi menitikberatkan pada atmosfer, sedangkan klimatologi ter-utama berkaitan dengan hasil proses tersebut. Atmosfer berasal dari dua kata Yunani, yaitu atmos yang berarti uap dan sphaira yang ber-arti bulatan. Jadi atmosfer dapat diber-artikan sebagai lapisan gas yang menyelubungi bulatan bumi. Keadaan atmosfer pada suatu saat dise-but cuaca, sedangkan perubahan rata-rata dari cuaca dalam periode yang panjang disebut iklim.
Meteorologi berasal dari kata Yunani, yaitu meteoros, yang artinya benda yang ada di dalam udara da logos artinya ilmu atau kajian. Jadi meteorology didefinisikan sebagai ilmu yang mempelajari proses fisis dan gejala cuaca yang terjadi di dalam atmosfer pada lapisan bawah, yaitu troposfer. Kajian meteorology diperlukan dalam pembangunan irigasi, objek pariwisata, tempat peristirahatan, perkebunan, perikan-an, lapangan terbang, pelayarperikan-an, proyek industri, dan sebagainya.
Klimatologi berasal dari kombinasi dua kata Yunani, yaitu klima yang diartikan sebagai kemiringan (slope) bumi yang mengarah pada pengertian lintang tempat, dan logos yang diartikan sebagai ilmu. Ja-di klomatologi Ja-didefinisakan sebagai yang mencari gambaran dan pe-jelasan sifat iklim, mengapa iklim di berbagai tempat di bumi berbeda, dan bagaimana kaitan antara iklim dan aktivitas manusia. Klimatolo-gi dapat juga didefinisikan sebagai ilmi yang mempelajari jenis iklim dimuka bumi dan factor penyebabnya. Karena klimatologi mencakup interpretasi dan koleksi data pengamatan maka ilmu ini memerlukan teknik statistik.
1.2 Komposisi Atmosfer
Atmosfer penting bagi kehidupan di bumi karena tanpa atmosfer, ma-ka manusia, hewan, dan tumbuhan tidak dapat hidup. Atmosfer juga bertindak sebagai pelindung kehidupan di bumi dari radiasi matahari yang kuat pada siang hari dan mencegah hilangnya panas ke ruang angkasa pada malam hari. Sangat beruntung bahwa atmosfer menye-babkan hambatan bagi benda yang bergerak melaluinya sehingga se-bagian meteor yang melalui atmosfer akan menjai panas dan hancur sebelum mencapai permukaan bumi.
Lapisan atmosfer merupakan campuran dari gas yang tidak tam-pak dan tidak berwarna. Empat gas, yaitu nitrogen, oksigen, argon,
Struktur Vertikal Atmosfer 3 dan karbon dioksida meliputi hampir seratus persen dari volume uda-ra kering, Gas lain yang stabil adalah, neon, helium, metana, krypton, hydrogen, xenon dan yang kurang stabil termasuk ozon dan radon juga terdapat di atmosfer dala jumlah yang sangat kecil.
1.3 Struktur Vertikal Atmosfer
Jika suhu dipakai sebagai dasar pembagian atmosfer, maka diperoleh lapisan troposfer, stratosfer, mesosfer, dan termosfer. Lapisan tropo-sfer dan stratotropo-sfer dipisahkan oleh lapisan tropopause. Lapisan stra-tosfer dan mesosfer dibatasi oleh lapisan stratopause dan batas antara lapisan mesosfer dengan termosfer disebut lapisan mesopause.
Gejala cuaca (awan dan hujan) terjadi di lapisan troposfer. Pada troposfer terdapat penurunan suhu yang disebabkan oleh sangat sedi-kitnya troposfer menyerap radiasi gelombang pendek dari matahari, sebaliknya permukaan tanah memberikan panas pada lapisan tropo-sfer yang terletak di atasnya melalui konduksi, konveksi dan panas laten kondensasi atau sublimasi yang dilepaskan oleh uap air atmo-sfer. Lapisan atmosfer di atas tropopause disebut stratoatmo-sfer. Kena-ikan suhu pada lapisan stratosfer disebabkan oleh lapisan ozonosfer yang menyerap radiasi ultraviolet dari matahari. Stratosfer merupak-an lapismerupak-an inversi (inversion) sehingga pertukarmerupak-an merupak-antara stratosfer dan trofosfer melalui tropopause sangat kecil. Batas atas stratosfer di-batasi oleh permukaan diskontinuitas suhu yang disebut stratopause. Stratopause terletak pada ketinggian60 km dengan orde suhu 0oC.
Lapisan diatas stratopause disebut mesosfer yang terletak antara ketinggian 60 dan 85 km. lapisan mesosfer ditandai dengan penurun-an orde 0, 4oC setiap 100 m. karena lapisan mesosfer mempunyai
ke-seimbangan radiasi yang negative. Bagian atas mesosfer dibatasi oleh mesopause yang rendah kira-kira −100oC. mesopause terletak pada
ketinggian sekitar85 km.
Diatas mesopause terdapat lapisan termosfer terletak antara ke-tinggian85 dan 300 km yang ditandai dengan kenaikan suhu dari −100oC
sampai ratusan bahkan ribuan derajat. Suhu termopause adalah kon-stan terhadap ketinggian tetapi berubah dengan waktu yaitu dengan insolasi (incoming solar radiation). Suhu pada malam hari berkisar antara 300 dan 1200oC dan pada siang hari berkisar antara 700 dan
2
Unsur Cuaca dan Iklim
Unsur cuaca dan iklim utama seperti suhu udara, kelembaban udara, curah hujan, tekanan udara, angin, durasi penyinaran matahari. Fak-tor yang mempengaruhi unsur iklim sehingga membedakan iklim di suatu tempat dengan iklim di tempat lain disebut kendali iklim. Bebe-rapa kendali iklim seperti matahari, distribusi darat dan air, sel semi permanen tekanan tinggi dan rendah, massa udara, pegunungan, arus laut, dan badai.2.1 Suhu Udara
Suhu udara berubah sesuai dengan tempat. Tempat yang terbuka, su-hunya berbeda dengan tempat yang bergedung, demikian pula suhu di ladang berumput berbeda dengan lading yang di bajak. Secara fisis suhu udara dapat didefinisikan sebagai tingkat gerakan molekul ben-da, makin cepat gerakan molekul, makin tinggi suhunya. Suhu juga dapat didefinisikan sebagai tingkat panas suatu benda.
Skala yang sering dipakai dalam pengukuran suhu udara adalah skala Fahrenheit yang dipakai di negara Inggris dan skala Celcius yang dipakai oleh sebagian besar negara di dunia. Suhu Fahrenheit dapat diubah menjadi derajat Celcius dengan persamaan berikut:
C = 5
9(F − 32) (2.1)
F = 9
5C + 32 (2.2)
Dalam beberapa penerapan, skala Kelvin atau skala suhu mutlak sering dipakai. Nilai setiap derajat pada skala mutlak sama dengan derajat Celcius ditambah 273.
Suhu udara berubah sesuai dengan tempat dan waktu. Suhu mak-simum terjadi sesudah tengah hari, biasanya antara jam12.00 dan jam
6 Unsur Cuaca dan Iklim
14.00 dan suhu minimum terjadi pada jam 06.00 atau sekitar matahari terbit.
Suhu udara harian rata-rata didefinisikan sebagai rata-rata penga-matan selama24 jam (satu hari) yang dilakukan tiap jam. Di Indone-sia suhu harian rata-rata dapat dihitung dengan persamaan:
T = 2T7+ T13+ T18
4 (2.3)
di mana T adalah suhu harian rata-rata, dan T7, T13, T18 adalah
suhu udara pada jam7.00, jam 13.00, dan jam 18.00.
Suhu bulanan rata-rata ialah jumlah dari suhu harian rata-rata dalam satu bulan dibagi dengan jumlah hari dalam bulan tersebut. Suhu tahunan rata-rata dihitumg dari jumlah suhu bulanan rata-rata dibagi dengan12 atau jumlah suhu harian rata-rata dalam satu tahun dibagi dengan jumlah hari dalam satu tahun (365 hari) .
2.2 Kelembaban udara
Udara atmosfer adalah campurandari udara kering dan uap air. Ada beberapa cara untuk menentukan jumlah uap air, yaitu
1. Tekanan uap (e) adalah tekanan parsial dari uap air.
e = ρRT (2.4)
2. Kelembaban mutlak yaitu massa jenis uap (massa air yang ter-kandung dalam satu satuan volume udara lengas) dengan persa-maan:
ρ = e
RT (2.5)
3. Nisbah percampuran (mixing ratio) yaitu nisbah uap air terha-dap massa udara kering.
4. Kelembaban spesifik (q) didefinisikan sebagai massa uap air per satuan massa udara basah.
5. Kelembaban nisbi (RH) ialah perbandingan nisbah percampuran (r) dengan nilai jenuhnya (rs)dan dinyatakan dalam persen, jadi:
RH = r
rs×100% = e
Curah Hujan 7
2.3 Curah Hujan
Jumlah curah hujan dicatat dalam inci atau millimeter (1 inci = 25, 4 mm). Di daerah tropis hujannya lebih lebat daripada di daerah lintang tinggi. Garis yang menghubungkan titik-titik dengan curah hujan sa-ma selasa-ma periode tertentu disebut isohyets.
Ada tiga jenis hujan, yaitu 1. Hujan konvektif
Akibat pemanasan radiasi matahari udara permukaan akan me-muai dan naik ke atas, kemudian mengembun.Gerakan vertical udara lembab yang mengalami pendinginan dengan cepat akan menghasilkan hujan deras.Awan cumulonimbus (Cb) yang terja-di, pada umumnya mencakup daerah yang nisbi kecil sehingga hujan deras berlangsung dalam waktutidak lama.
2. Hujan orografik
Jika gerakan udara melalui pegunumgan atau bukit yang ting-gi maka udara akan dipaksa naik. Setelah terjadi kondensaasi, tumbuh awan pada lereng di atas angin (windward side) dan hu-jannya disebut hujan orografik, sedangkan pada lereng di bawah angin (leeward side), udara yang turun akan mengalami pemana-an dengpemana-an sifat kering, dpemana-an daerah ini disebut daerah baypemana-angpemana-an hujan.
3. Hujan konvergensi dan frontal
Jika dua massa udara yang konvergen horizontal mempunyai su-hu dan massa jenis berbeda, maka massa udara yang lebih panas akan dipaksa naik di atas massa udara dingin. Bidang batas an-tara kedua massa udara yang berbeda sifat fisisnya disebut front. Jumlah curah hujan paling berlimpah terdapat di daerah ekuator dan berkurang menuuju daerah kutub. Ada tigapola curah hujan di Indonesia, yaitu
1. Pola curah hujan jenis monsun
Distribusi curah hujan bulanan berbentuk ”V” dengan jumlah cu-rah hujan musiman pada bulan Juni, Juli, atau Agustus. Sa-at monsun barSa-at jumlah curah hujan berlimpah, sebaliknya saSa-at monsoon timur jumlah curah hujan sangat sedikit. Daerah curah hujan jenis monsun sangat luas terdapat di Indonesia.
8 Unsur Cuaca dan Iklim
2. Pola curah hujan jenis ekuator
Jumlah curah hujan maksimum terjadi setelah ekinoks. Tempat di daerah ekuator seperti Pontianak dan Padang.
3. Pola curah hujan jenis lokal
Distribusi curah hujan bulanannya kebalikan dari jenis monsun, lebih banyak dipengaruhi oleh sifat local. Daerah yang mempu-nyai sifat local sangat sedikit, misalnya daerah Ambon.
2.4 Tekanan Atmosfer
Berat sebuah kolom udara per satuan luas di atas sebuah titik me-nunjukkan tekanan atmosfer pada titik tersebut. Di permukaan laut tekanan atmosfer adalah 101, 32 kPa atau 1013, 2 mbar. Isobar, yaitu garis yang menghubungkan tempat yang mempunyai tekanan atmo-sfer sama pada ketinggian tertentu. Tekanan atmoatmo-sfer selalu berku-rang dengan bertambahnya ketinggian.
2.5 Angin
Angin ialah gerak udara yang sejajar dengan pewrmukaan bumi. Uda-ra bergeUda-rak dari daeUda-rah bertekanan tinggi ke daeUda-rah bertekanan ren-dah. Angin diberi namasesuai dengan dari arah mana angin datang, misalnya angin timur adalah angin yang datang dari arah timur, angin laut adalah angin yang bertiup dari laut ke darat, dan angin lembah adalah angi yang datang dari lembah menaiki pegunungan.
1. Hubungan tekanan dengan angin
Angin terjadi disebabkan oleh adanya beda tekanan horizontal. Beda tekanan ini menimbulkan gaya gradient tekanan yang di-nyatakan oleh persamaan:
F p = −1 ρ
∂p
∂n (2.7)
dengan Fp adalah gaya gradient tekanan per satuan massa, rho
adalah massa jenis udara,∂p adalah beda tekanan udara, ∂n ada-lah jarak antara dua isobar. Tanda negative menunjukkan gaya gradient tekanan berarah dari tekanan tinggi ke tekanan rendah.
Angin 9 2. Gaya Coriolis
Gaya Coriolis adalah gaya semu (fiktif), yang muncul akibat pe-ngaruh gerakan rotasi bumi dan gerakan udara nisbi terhadap permukaan bumi. Akibat adanya gaya Coriolis maka angin ti-dak searah dengan gaya gradient tekanan dan titi-dak tegak lurus isobar. Gaya Coriolis menyebabkan angin dibelokkan ke kanan dari gaya gradient tekanan di belahan bumi utara (BBU) dan dibelokkan ke kiri di belahan bumi selatan (BBS). Gaya Corio-lis makin besar jika menuju ke lintang tempat yang lebih tinggi, sebaliknya gaya Coriolis makin kecil jika lintang tempat makin rendah. Di ekuator gaya Coriolis menuju nol
3. Angin geostrofik
Jika gaya gradient tekanan diimbangi oleh gaya coriolis maka terjadi angin geostrofik. Angin ini berhembus sejajar isobar de-ngan tekanan tinggi terletak di sebelah kanan untuk belahan bu-mi utara. Angin geostrofik terdapat pada ketinggian sekitar1500 m dari permukaan bumi dengan efek gesekan dapat diabaikan. Persamaan untuk angin geostrofik adalah sebagai berikut:
Vg =
1 ρf
∆P
∆n (2.8)
denganVgadalah kecepatan angin geostrofik,f adalah parameter
Coriolis,∆P adalah beda tekanan antar isobar atau antar gradi-en tekanan,∆n adalah jarak dua isobar.
Hukum Buys Ballot menyatakan jika kita berdiri di belakang angin maka tekanan tinggi (H) terletak di sebelah kanan tekan-an rendah (L) di sebelah kirinya, hal ini berlaku di belahtekan-an bumi utara.
4. Gaya gesekan
Angin permukaan pada umumnya menderita gaya gesekan ka-rena adanya kekasaran permukaan bumi. Gaya gesekan menye-babkan menyemenye-babkan kecepatan angin melemah, akibatnya gaya Coriolis menjadi kecil, sedangkan gaya gradien tekanannya tetap sehingga gaya gradien tekanan menjadi lebih daripada gaya Co-riolis.
5. Angin gradient
Jika angin bertiup pada isibar lengkung maka terdapat gaya ke-tiga, yaitu gaya sentrifugal. Jika ketiga gaya yaitu gaya
gradi-10 Unsur Cuaca dan Iklim
ent tekanan, gaya Coriolis, dan gaya sentrifugal saling seimbang maka gerak udaradisebut angin gradient. Ada duamacam angin gradien, yaitu anginsiklon jika pusat isobar lengkung adalah te-kanan rendah, dan angin antisiklon jika pusat isobar lengkung adalah tekanan tinggi.
Jika gaya gesekan diabaikan, maka angin siklon berhembus se-jajar lengkungan isobar dalam arah berlawanan jarum jam dan angin antisiklon berhembus searah jarum jam di belahan bumi utara. Akan tetapi jika ada gaya gesekan, maka angin siklon ak-an memusat ke dalam dak-an ak-angin ak-antisiklon menyebar ke luar. Karena itu angin siklon menimbulkan cuaca buruk, sebaliknya angin antisiklon menyebabkan cuaca cerah.
6. Distribusi frekuensi angin
Angin adalah besaran vektor yang mempunyai arah dan kecepat-an. Arah angin dinyatakan dalam derajat, yaitu
360◦ : Utara (U)22, 5◦ : Utara Timur Laut (UTL)45◦ : Timur Laut
(TL)67, 5◦:Timur Timur Laut (TTL)90◦: Timur (T)112, 5◦: Timur
Tenggara (TTg) 135◦ : Tenggara (Tg) 157, 5◦ : Selatan Tenggara
(STg) 180◦ : Selatan (S) 202, 5◦ : Selatan Barat Daya (SBD) 225◦
: Barat Daya (BD) 247, 5◦ : Barat Barat Daya (BBD)270◦ : Barat
(B)292, 5◦: Barat Barat Laut (BBL)315◦: Barat Laut (BL)337, 5◦
: Utara Barat Laut (UBL)0◦ : Angin Tenang (Calm)
Kecepatan angin dinyatakan dalam satuan meter per sekon, ki-lometer per jam, atau knot (1 knot ∼= 0,5 ms).
7. Angin paduan (resultant wind)
Dalam sistem koordinat (x,y), arah angin dinyatakan dalam dua komponen utama, yaitu arah barat-timur dan arah selatan-utara. Karena arah angin bertiup dalam 8 penjuru, maka komponen barat-timur dari angin paduan dapat ditulis seperti persamaan berikut :
Vx =
?B− ?T + 0, 707(BD+ ?BL) − 0, 707(?T g+?T L)
n (2.9)
dan komponen selatan-utara Vy =
?S − ?U + 0, 707 (?BD + ?T g) − − 0, 707 (?T L + ?BL) n
Embun, Kabut, dan Perawanan 11 Kecepatan angin paduan (V ) diperoleh dari akar jumlah kuadrat komponen barat-timur dan kuadrat komponen selatan-utara se-bagai berikut :
V =qV2
x + Vy2 (2.11)
8. Persistensi angin
Perbandinhan kecepatan angin paduan dengan kecepatan angin rata-rata didefinisikan sebagai persistensi angin yang dinyatak-an oleh persamadinyatak-an berikut.
P = V
V (2.12)
dengan P adalah persistensi angin, V adalah kecepatan angin paduan,V adalah kecepatan angin rata-rata.
2.6 Embun, Kabut, dan Perawanan
2.6.1
Embun
Embun terjadi dari kondensasi pada permukaan tanah terutama pa-da waktu malam hari saat tanah menjadi dingin akibat radiasi yang hilang. Kadang-kadang angin lautmembawa sejumlah uap air pada si-ang hari ysi-ang kemudian mengembun pada waktu malam ysi-ang dingin. Titik embun ialah suhu saat udaramenjadi jenuh dengan uap air atau suhu udara pada kelembaban nisbi 100 persen. Makin rendah kelembaban nisbi makin rendah titik embun.
2.6.2
Kabut
Kabut terbentuk di dalam udara dekat permukaan bumi, sedangkan awan terbentuk pada paras yang lebih tinggi. Jika udara dekat permu-kaan bumi mencapai titik embun, maka kabut diperkirakan akan ter-jadi. Jika suhu naik setelah kabut terjadi, maka diperkirakan kabut akan buyar. Ketebalan kabut bergantun pada berbagai fakto, seperti kelembaban, suhu, angin, inti kondensasi, dan sebagainya.
Kabut yang disebabkan oleh pendinginan radiasi disebut kabut ra-diasi. Kabut ini terjadi pada malam hari yang cerah saat lapisan uda-ra dekat permukaan banyak mengandung uap air, sedangkan lapisan udara diatasnya sangat rendah kelembabannya.
12 Unsur Cuaca dan Iklim
Tabel 2.1: Penggolongan kabut berdasarkan jarak pandang. Golongan Benda tidak terlihat pada jarak
Kabut padat 45 m
Kabut tebal 180 m
Kabut 450 m
Kabut sedang 900 m
Kabut tipis 1800 m
Jika udara lembab panas bergerak di atas permukaan yang lebih dingin akan terjadi kabut adveksi. Sebagai conntoh, kabut adveksi yang terjadi jika udara dari teluk Mexico bergerak ke A merika Serikat bagian selatan pada waktu musim dingin.
2.6.3
Perawanan
Perawanan adalah jumlah awan yang menutupi langit di atas stasiun pengamat. Perawanan dinyatakan dalam persen, tetapi lebih umum dinyatakan dalam perdelapan dari langit yang tertutup awan, misal-nya perawanan = 0, berarti langit cerah, perawanan = 4 berarti separo langit tertutup awan, perawanan 8 berarti langit mendung. Garis yang menghubungkan tempat dengan perawanan sama disebut isonephs.
3
Massa Udara
Massa udara bagian atmosfer yang tebalnya mencapai ribuan meter dari permukaan tanah dan meluas sampai ribuan kilometer persegi. Suhu dan kelembabannya serba sama alam arah mendatar. Karakte-ristik cuaca dalam massa udara bergantung pada dua sifat dasar, yaitu sebaran suhu ke arh tegak dan kadar airnya. Sebaran suhu ke arh te-gak menyatakan kemantapan massa udara. Karena kemantapan erat kaitannya dengan gerak vertiksl di dalam massa udara, maka sebr-an uap air kea rah atas, bentuk kondensasi, dsebr-an jumlah curah hujsebr-an, semuanya ditentukan oleh sebaran suhu kea rah tegak.
3.1 Pengidentifikasikan Massa Udara
Massa udara yang meninggalkan daerah sumbernya akan mengalami perubahan sehingga sering membuat kesulitan bagi pengamat untuk mengenalnya. Sebagai contoh, jika massaudara terbentuk di atas per-mukaan dingin yang bergerak melalui lautan panas maka suhu dan kadar airnya akan meningkat. Kondisi permukaan setempat yang di-ciptakan oleh arus laut atau relief menyebabkan perbedaan nilai suhu dan kelembaban pada bagian bawah massa udara. Karena itu perlu menganalisis kondisi udara atas dan memahami proses yang menyer-tai perubahan sifat massa udara melalui pengamatan udara atas de-ngan bantuan balon pilot, roket, satelit, radar, atau radiosonde.
Balon pilot ialah sebuah balon yang diisi dengan gas yang lebih ri-ngan dari udara sehingga dapat bergerak ke atas deri-ngan kecepatan yang dapat dianggap tetap.kecepatan gerak horizontal dari balon di-anggap sama dengan kecepatan angin. Peluncuran baon terus diikiuti dan antar selang waktu tertentu kedudukannya, diamati dengan teo-dolit. Dengan menganggap kecepatan vertical balon adalah tetap, ma-ka dapat ditentuma-kan arah dan kecepatan horizontal balon pada setiap
14 Massa Udara
ketinggian yang menyatakan arah dan kecepatan angin pada keting-gian tersebut.
Pengamatan dengan memakai wahana roket dan mencapai keting-gian sekitar 60 km. pada saat tertentu setelah diluncurkan , roket da-lam perjalanannya melemparkan dan meledakkan sejumlah granat. Dengan mendeteksi saat tibanya gelombang bunyi, yang bergantung pada suhu, maka dapat dituturunkan besarnya suhu pada lapisan atmosfer atas. Ada dua macam satelit cuaca yaitu satelit polar dan satelit geostasioner. Orbit satelit polar lewat diatas kutub, sedangkan satelit geostasioner berada diatas ekuator dan beredar dengan kece-patan sudut yang sama dengan rotasi bumi.kedua satelit cuaca terse-but mempunyai saluran cahaya tampak dan inframerah, bahkan be-berapa satelit mempunyai saluran absorbs uap air. Pemotretan sate-lit cuaca menunjukkan keadaan perawanan baik penyebaran, macam, dan ketinggian awan.
Radar cuaca telah beroprasi sejk perang dunia kedua berakhir. Ra-dar berfungsi menentukan arah dan jarak serta mengenal karakter objek. Dalam meteorology istilah objek diartikan sebagai sesuatu yang berada di atmosfer yang dapat mengembalikan sejumlah daya ke pene-rima radar. Komponen utama dari radar cuaca terdiri atas pemancar, antenna, penerima, dan indicator. Radar cuaca berdasarkan prinsip bahwa gelombang elektromagnetik menjalar dengan kecepatan caha-ya sebesar 3 x 108 m/det. Frekuensi gelombang radio elektrik caha-yang diapakai di dalam radar meteorology antara 1,5 sampai lebih dari 30 GHz. Misalkan kecepatan propagasi gelombang radio elektrik adalah c, dan frekuensi radar f, maka panjang gelombang radar dapat ditulis
λ = c/f (3.1)
Dalam praktek kita membagi spectrum gelombang mikro ke dalam beberapa pita (band). Radiosonde terdiri atas kotak yang terdiri atas pemancar radio dan sensor untuk tekanan, suhu, dan kelembaban nis-bi. Hasil pengamatan dikirim ke stasiun pengamatan dalam bentuk sinyal radio. Radiosonde dinaikkan dengan sebuah balon yang diisi gas yang lebih ringan dari udara. Sampai pada ketinggian tertentu balon ini akan pecah dan radiosonde akan akan turun dengan para-sut yang telah terpasang. Selain data tekanan, suhu, dan kelembaban udara, diperoleh juga informasi tambahan data kecepatan dan arah angin dengan memakai radar yang mengikuti lintasan balon.
Pengidentifiksian massa udara didasarkan pada tiga jenis informa-si:
Penggolongan Massa Udara 15 1. Sejarah perubahan udara pada waktu meninggalkan daerah
sum-bernya
2. Karakteristik horizontal pada paras tertentu lapisan udara atas 3. Sebaran suhu, angin, dan kelembaban udara ke arah tegak
Peta cuaca menunjukkan sebaran horizontal dari undur cuaca pada atmosfer atas. Peta ini mengidentifikasikan massa udara dan dipakai untuk menganalisis arah dan kecepatan angina yang berguna dalam menentukan gerak massa udara dan dalam perencanaan penerbang-an. Analisis suhu dan kelembaban udara dari pengukuran radiosonde merupakan dasar peramalan cuaca terutama awan, hujan, dan badai guruh.
3.2 Penggolongan Massa Udara
kebanyakan penggolongan didasarkan pada lokasi geografis sumber massa udara. Ada 4 jenis daerah sumber udara yaitu Polar continen-tal (cP), Tropis continencontinen-tal (cT), dan Tropis maritime (mT). kadang-kadang dipakai tanda (A) yang menunjukkan laut Arktik, (AA) yang menunjukkan antartik, dan (E) yang menunjukkan daerah sekitar eku-ator. Massa udara disebut polar continental, jika berasal dari permu-kaan darat atau daerah es pada lintang tinggi, seperti daerah Gree-nland, Kanada bagian utara, Eurasia, dan Antartik. Massa udara ini bersifat dingin dan kering. Masa udara disebut polar maritime, jika berasal dari lautan pada lintang tinggi, seperti Atlantik dan Pasifik bagian utara, dan perairan sekitar Antartik. Massa udara dari sum-ber ini sum-bersifat dingin dan lembab.
Massa udara disebut tropis continental jika berasal dari ropis Kan-ser (231/2 LU) dan tropis Kaprikorn (231/2 LS), seperti Afrika bagian utara dan Australia bagian utara. Massa udara ini bersifat panas dan kering. Massa udara disebut tropis maritime jika terbentuk di dae-rah lautan tropis, seperti lautan Atlantik, Pasifik, dan Hindia. Massa udara yang berasal dari sumber ini bersifat panas dan lembab.
Alih panas antara udara dan permukaan di bawahnya merupakan salah satu proses penting yang menyebabkan modifikasi sifat massa udara. Jika atmosfer dipanasi dari bawah, maka udara akan menjadi lebih labil dan jika atmosfer didinginkan dari bawah, maka udara ak-an menjadi lebih labil. Untuk memperhatikak-an momodifikasi ini, maka diperkenalkan penggolongan termodinamika sebagai berikut:
16 Massa Udara
1. K : massa udara lebih dingin daripada permukaan di bawahnya 2. W : massa udara lebih panas daripada permukaan di bawahnya Perubahan kesetabilan tidak hanya bergantung pada alih panas antara udara dan permukaan di bawahnya, tetapi dipengaruhi juga oleh kenaikan dan penurunan arus udara. Di atas permukaan bumi, konvergensi dan divergensi horizontal menyebabkan arus udara naik dan turunyang pada gilirannya mempengaruhi stratifikasi massa uda-ra. Udara yang turun menjadi lebih stabil, sedangkan udara yang naik disertai dengan kecuraman penurunan suhu udara akan cenderung la-bil.
Untuk meninjau kesetabilan udara paras atas, maka dipakai pe-nunjuk :
1. u, yang menunjukkan udara atas labil 2. s, yang menunjukkan udara atas stabil
u menunjukkan kelabilan paras atas dan terjadi pada daerah diba-wah kendali siklonik yang kuat atau pada daerah tempat terjadinya adveksi udara atas yang dingin. Sebaliknya s menunjukkan keseta-bilan paras atas yang disebabkan subsidensi di dalam sirkulasi anti-siklonik atau oleh adveksi udara atas yang panas. Oleh karena itu u dikaitkan dengan sirkulasi siklonik, dan s dikaitkan dengan sirkulasi antisiklonik.
3.3 Daerah Konvergensi InterTropis (DKIT)
Hujan lebat di daerah tropis pada umumya disebabkan oleh konver-gensi angina pasat yang berasal dari kedua belahan bumi utara dan selatan. Hujan lebat ini terjadi di sepanjang pita Daerah Konvergensi Intertropis (DKIT) yang bergerak ke sebelah utara dan selatan ekua-tor mengikuti gerakan matahari. DKIT dengan curah hujan lebat me-rupakan daerah sumber energy yang menggerakkan sirkulasi umum di atmosfer tropis melalui panas laten kondensasi. Sebagian energy yang dibebaskan oleh kondensasi pada bagian atas DKIT dibawa ke arah kutub sebagai energy potensial yang diubah menjadi energy pa-nas, terutama oleh subsidensi di sekitar lintang 30 sehinga di daerah ini banyak terdapat gurun subtropics.
Front 17 Didekat permukaan terdapat gerakan udara kea rah ekuator, ke-mudian gerakan udara naik sepanjang DKIT diteruskan dengan ge-rakan udara kearah kutub di bagian atas dan subsidensi di daerah subtropics, sirkulasi udara semacam ini disebut sirkulasi Hadley yang terjadi di daerah antara ekuator dan subtropics. Di Indonesia pita DKIT pada bulan Desember Januari Februari, sebagian besar berada di selatan ekuato, sedangkan pada bulan Juni - Juli Agustus pita ini berada di sebelah utara ekuator. DKIT ditandai dengan adanya kon-veksi aktif terutama dari awan Cumulus yang menjulang tinggi sam-pai mendekati lapisan tropopouse. DKIT disekitar ekuator merupakan vortex kecil dan dalam gerakannya menjauhi ekuator maka pengaruh gaya Coriolis makin besar sehingga memungkinkan berkembangnya siklon tropis.
3.4 Front
Front adalah batas antara pertemuan dua massa udara yang mempu-nyai sifat fisika ( suhu, densitas) berbeda. Perpotongan bidang batas ini dengan tanah menunjukkan sebuah garis pada peta cuaca. Ga-ris ini merupakan sebuah permukaan yang tidak tegak tetapi miring, udara panas akan naik diatas udara dingin. Front adalah daerah yang sempit dengan kecuraman perubahan sifat massa udara terhadap ja-rak yang besar. Daerah front adalah tempat terjadinya transisi yang cepat antara massa udara yang satu dengan massa udara yang lain, mempunyai ketebalan yang berorde 100 km.
Suhu merupakan sifat utama yang dipakai untuk mengidentifika-sikan massa udara dan menunjukkan adanya front. Sifat lain yang dapat menunjukkan adanya front ialah kelembaban yang dinyatak-an dengdinyatak-an suhu titik embun, gradient tekdinyatak-andinyatak-an, arah, ddinyatak-an kecepatdinyatak-an angina, perawanan, dan endapan. Pada umumnya front mempunyai inklinasi antara 1 : 50 sampai 1 : 300. Meskipun kemiringan front sa-ngat kecil, front mampu menaikkan udara panas di atas udara dingin sehingga terbentuk awan dan endapan.
Ada tiga tingkaat pembentukan front, yaitu tingkat pertama terdiri atas :
1. Tingkat normal :udara kutub dari utara dan udara tropis dari selatan saling bertemu
2. Tingkat deformasi :suatu putaran udara terjadi, arahnya berla-wanan jarum jam jika terjadi di Belahan Bumi Utara (BBU) dan
18 Massa Udara
searah dengan jarum jam jika terjadi di Belahan Bumi Seltan (BBS)
Tingkat kedua; pada tingkat ini terjadi deformasi permukaan front (bidang diskontuniuitas)menjadi bentuk lidah atau sudut. Udara pa-nas pada tingkat ini terletak di antara massa udara dingin, kemudian massa udara panas didorong oleh angina barat daya yang menimbulk-an gmenimbulk-anggumenimbulk-an. Di sepmenimbulk-anjmenimbulk-ang permukamenimbulk-an front pmenimbulk-anas terbentuk awmenimbulk-an Cirrus (Ci), Altostratus (As), dan Altocumulus (Ac). Di sepanjang per-mukaan front dingin, udara panas berhubungan dengan udara dingin sehingga udara panas menjadi tidak stabil dan naik dengan cepat yang mengakibatakan tumbuhnya awan konvektif. Awan ini bermula tum-buh sebagai Cumulus, kemudian jika awan mencapai ketingian 6 sam-pai 9 km disertai hujan ringan dan tanpa menunjukkan tanda terja-dinya es maka awan menjadi Cumulus Congestus, dan pada akhirnya menjadi Cumulonimbus (Cb) jika di bagian atas awan terdapat es. Cb ini dapat menimbulkan badai guruh dan hijan lebat serta hujan batu es (hail).
Tingkat ketiga; front dingin dalam perjalananya bergerak lebih ce-pat daripada front panas. Isobar lebih race-pat di dalam udara dingin da-ripada di dalam udara panas, oleh karena itu front dingin akan menge-jar front panas dan mendorong udara panas ke atas, dikatakan bahwa front menjadi terserap (occlus). Akhirnya depresi pada pusat gang-guan secara progresif menjadi tertutup sehingga front menjadi kabur dan kemudian mati. Dari lahirnya gangguan sampai matinya front memerlukan waktu 3 sampai 7 hari.
4
Radiasi Matahari dan Bumi
Matahari merupakan kendali iklim dan sebagai sumber energi uta-ma di bumi yang menggerakkan udara dan arus laut. Memiliki dia-meter 1, 42 × 106 km dan suhu permukaan ±6.000K. Setiap cm2 daripermukaan matahari mengemisikan energi rata-rata sebesar 6, 2 KW (9, 2 × 104kal/menit). Energi matahari ini diradiasikan kesegala arah,
sebagian hilang ke alam semesta dan hanya sebagaian kecil saja yang diterima bumi.
4.1 Mathari dan Bumi
Bumi berevolusi mengelilingi matahari pada jarak rata-rata149, 6x106
km (93 juta mil). Orbit bumi berbentuk elips dengan eksentrisitas sa-ngat kecil (0, 017). Jarak matahari-bumi yang terdekat disebut “per-ihelion” terjadi 4 Januari dengan jarak 91, 5 juta mil. Jarak terjauh disebut “aphelion” terjadi5 Juli dengan jarak 94, 5 juta mil. Berikut ini tabel perubahan jarak matahari-bumi.
Tabel 4.1: Perubahan jarak mahari-bumi
Musim Jarak matahari-bumi
1 Januari (musim dingin) 147.001.000 km 1 April (musim semi) 149.501.000 km 1 Juli (musim panas) 152.003.000 km 1 Oktober (musim gugur) 149.001.000 km
4.2 Sifat radiasi elektromagnetik
Perpindahan energi yang terjadi tanpa membutuhkan medium untuk mentransmisikannya disebut “radiasi”. Energi matahari yang
diradi-20 Radiasi Matahari dan Bumi
asikan ke bumi berbentuk gelombang elektromagnetik yang menjalar dengan kecepatan cahaya. Cahaya tampak terletak pada panjang ge-lombang (0, 4µm – 0, 7µm), cahaya ultra violet ( < 0, 4µm) dan cahaya inframerah (> 0, 7µm).
Jika matahari dianggap sebagai benda hitam maka suhu radiasi efektif dapat diperkirakan dari Hukum Stefan-Boltzman. Berdasark-an fluks radiasi = σT4, diperoleh suhu radiasi efektif matahari
sebe-sar 5.800 K. Dari hukum pergeseran Wien, panjang gelombang pa-da intensitas maksimum (λmaks) dari benda hitam dinyatakan oleh :
λmaks(µm) = aT−1.
4.3 Konstanta Matahari
Atmosfer terdiri dari campuran gas yang tidak tampak dan berwar-na. Sekitar 99% terdiri atas nitrogen dan oksigen, selebihnya ada-lah gas argon, hidrogen, helium, karbon doiksida, uap air, ozon dan lain-lain. Kontribusi penyerapan radiasi matahari terutama dilakuk-an oleh komponen atmosfer ydilakuk-ang jumlahnya sdilakuk-angat kecil ddilakuk-an berubah-ubah seperti uap air, karbon dioksida, ozon dan lain-lain. Radiasi matahari yang mencapai batas atas atmosfer tidak diatenuasi, teta-pi radiasi matahari akan mengalami hamburan dan penyerapan oleh molekul debu dan partikel awan sehingga hanya sebagian saja yang sampai ke bumi. Energi radiasi yang jatuh pada satu satuan luas dari permukaan normal terhadap garis matahari-bumi disebut “konstanta matahari”. Besarnya konstanta matahari dinyatakan sebagai berikut :
S = 56 × 10
26kal/menit
4π(1, 5 × 1013cm)2 = 2 kal cm
−2 menit−1 = 2 ly menit−1 (4.1)
Perubahan energi matahari yang mencapai bumi tidak hanya dise-babkan oleh ketinggian matahari tetapi juga oleh atenuasi energi ma-tahari. Jika matahari tinggi maka radiasi yang jatuh hampir tegak lurus pada permukaan bumi, sedangkan jika matahari rendah ma-ka radiasi ama-kan disebarma-kan dalam area yang luas sehingga terdapat banyak hamburan dan penyerapan karena melewati lapisan atmosfer yang lebih tebal. Kedua efek ini akan mengurangi radiasi global ya-itu radiasi langsung dari matahari dan radiasi tidak langsung yang disebabkan oleh hamburan dari partikel atmosfer.
Distribusi Spektra Radiasi Matahari 21
4.4 Distribusi Spektra Radiasi Matahari
Spektrum elektromagnetik yang diemisikan oleh matahari biasanya dibagi menjadi daerah panjang gelombang seperti tabel berikut ini : Tabel 4.2: Penggolongan radiasi matahari menurut panjang gelom-bang
Panjang Gelombang Jenis radiasi < 0, 001µm Sinar X danγ 0, 001µm − 0, 002µm Ultra violet jauh 0,002µm – 0,315 µm Ultra voilet menengah 0,315µm – 0,380 µm Ultra violet dekat 0,380µm – 0,720 µm Cahaya tampak
0,720µm – 1,5 µm Inframerah dekat 1,5µm – 5,6 µm Inframerah menengah 5,6µm – 1.000 µm Inframerah jauh
> 1.000 µm Gelombang mikro dan radio
Emisi matahari pada hakekatnya terletak dalam daerah panjang gelombang (0, 25 − −5)µm. 8% dengan panjang gelombang < 0, 4µm (radiasi ultra violet), 41% dengan panjang gelombang diantara 0, 4µm dan 0, 7µm (spektral tampak), dan 51% dengan panjang gelombang > 0, 7µm (radiasi inframerah).
4.5 Adsorbsi pada Langit Tak Berawan
Di atmosfer atas, oksigen, nitrogen dan terutama ozon menyerap radi-asi ultraviolet dengan λ <0,3 µm. Dalam troposfer, uap air menyerap radiasi dalam daerah inframerah dengan pita adsorpsi yang lebar. Gas karbon dioksida menyerap radiasi inframerah pada λ antara 2,8 dan 4,3µm.
1. (a) Difusi pada langit tak berawan
Sinar matahari dalam penjalarannya akan mengalami pemantulan, pembiasan dan hamburan ketika bertemu benda berdimensi sangat kecil. Di dalam lapisan udara yang tercemar, jumlah partikel yang berukuran besar sering bertambah sehingga proses absorpsi sangat penting. Jumlah atenuasi radiasi matahari oleh hamburan berorde 25%, tetapi sekitar 2/3 dari energi yang dihamburkan mencapai bumi melalui radiasi baur (difuse).
22 Radiasi Matahari dan Bumi
1. Difusi molekuler
Difusi molekuler dilakukan oleh molekul udara dan lebih efektif pada panjang geombang pendek. Hal ini menyebabkan langit berwana biru karena hamburan dari radiasi gelombang pendek pada derah tampak berkaitan dengan warna tersebut.
1. Difusi oleh aerosol
Aerosol adalah partikel mikroskopik yang terapung di dalam atmosfer, yaitu asap, debu, partikel garam, dsb. Difusi bergantung pada keting-gian matahari di atas horison dan ganguan di atmosfer. Diperkirakan penurunan radiasi yang disebabkan oleh difusi molekuler sekitar 10% pada tengah hari dalam musim panas. Atenuasi yang disebabkan oleh difusi aerosol sangat beragam dari 5% sampai 60%.
1. (a) Pengaruh massa awan
Adanya awan dapat mengubah secara rumit kelakuan atmosfer terha-dap radiasi matahari. Perbandingan antara energi yang dipantulkan melalui difusi dan energi yang datang disebut “Albedo”. Albedo awn bergantung pada banyak faktor, terutama radiasi yang datang, sifat dan ketebalan awan. Albedo dari lapisan awan dapat berubah antara 40% dan 90%.
Tabel 4.3 Albedo awan rata-rata
1. (a) Keseimbangan panas bumi
Bumi menyerap radiasi matahari sebanyak 51%, dengan demikian ra-diasi bumi terdiri atas
1. 17% hilang ke luar angkasa dan tidak memanasi atmosfer
2. 6% radiasi bumi yang diserap atmosfer, ini disebut radiasi efektif 3. 9% diterima atmofer melalui panas yang dibawa oleh arus
turbu-lensi dan konveksi.
4. 19% diterima atmosfer melalui kondensasi dari uap air, saat pa-nas laten kondensasi dilepaskan.
5
Sirkulasi Umum Atmosfer dan
Angin Lokal
Proses perubahan cuaca dan iklim pada dasarnya disebabkan oleh ge-rak udara. Gege-rak udara disebabkan oleh berbagai gaya yang berasal dari energy matahari yang diterima permukaan bumi yang bekerja pa-da partikel upa-dara. Sirkulasi umum atmosfer disebabkan oleh rotasi bumi terhadap poros semu dan oleh pemanasan geografis yang tidak sama pada permukaan bumi dan atmosfer. Energy radiasi ini kemudi-an diubah menjadi energy kinetic sebagai kemudi-angin.5.1 Mekanisme Angin
Sirkulasi umum atmosfer adalah gerak rata-rata dari angin di permu-kaan bumi. Mekanisme dasar terjadinya gerak udara disebabkan oleh penimbunan, pelenyapan dan alih panas dari matahari. Daerah lin-tang rendah antara ekuator dan tropis seau lebih panas dibandingkan daerah kutub yang dingin. Pemahaman sirkulasi umum atmosfer da-pat didekati dengan pemeriksan pola angin utama dan berbagai dae-rah bertekanan rendah dan tinggi yang telah diamati, direkam, atau dipetakan. Disekitar ekuator yang tekanannya rendah, angin akan memusat dan naik, dan angin permukaan menjadi lemah atau beru-bah.
5.2 Sirkulasi Atmosfer Meridional
Para ahli mengemukakan teori sirkulasi atmosfer meridional terdiri dari 3 sel, yaitu sel Hadley, sel Farrel, dan sel Kutub. Konvergensi sir-kulasi Hadley dari kedua belahan bumi utara dan selatan menyebabk-an hujmenyebabk-an lebat di daerah tropis. Daerah konvergensi intertropis
dise-24 Sirkulasi Umum Atmosfer dan Angin Lokal
kitar ekuator gerakannya menjauhi ekuator sehingga pengaruh gaya coriolis semakin besar, memungkinkan berkembangnya siklon tropis. Daerah ekuator mempunyai gaya coriolis menuju nol, sehingga siklon tropis tidak ada.
5.3 Sirkulasi Atmosfer Zonal
Selain pertemuan sirkulasi Hedley, kontinen maritime Indonesia juga merupakan pertemuan sirkulasi atmosfer zonal (sirkulasi walker). Da-lam keadaan normal memusat di sekitar wilayah Indonesia dan daDa-lam tahun El-Nino menghambat sirkulasi Hedley dan konveksi local.
5.4 Monsun
Ramage (1971), mendefinisikan daerah monsun, yaitu daerah sirkula-si atmosfer permukaan pada bulan Januari dan Juli memenuhi syarat sebagai berikut
• Arah angin utama pada bulan Januari dan Juli berbeda paling sedikit 120.
• Frekuensi rata-rata angin utama dalam bulan Januari dan Juli 40
• Kecepatan angin paduan rata-rata dalam bulan Januari dan Juli paling sedikit 3 m/detik.
Angin monsun disebabkan oleh perbedaan kecepatan pemanasan di darat dan laut. Sama seperti angin darat dan laut. Bedanya angin monsun musiman sedangkan angin darat dan laut harian. Angin mon-sun menyebabkan perubahan curah hujan.
5.5 Konveksi Troposfer
Ludlam (1966) membedakan troposfer menjadi 4 jenis konveksi dasar sebagai berikut:
1. Konveksi skala kecil yang vertical memberikan sebagian energy sebagai panas terasa (sensible) pada troposfer bawah dan seba-gai panas terselubung (laten) dari penguapa n air dalam bentuk awan cumulus.
Angin Foehn 25 2. Konveksi cumulonimbus jauh lebih tebal dari konveksi skala ke-cil dan berada di lintang rendah tempat panas disebarkan ke se-luruh troposfer.
3. Konveksi skala besar (miring) membawa panas secara vertical (dari lintang rendah ke lintang tinggi dalam depresi dan antisi-klon lintang menengah).
4. Konveksi skala menengah (intermediate) memiliki dimensi hori-zontal sampai ukuran continental dan terdiri atas sirkulasi ba-roklinik berkenaan dengan distribusi tak teratur (irregular) kon-veksi skala kecil yang diganggu oleh bentuk topografi permukaan yang ada di bawahnya.
5.6 Angin Foehn
Angin foehn adalah angin yang turun dari pegunungan pada musim kemarau. Di Austria dan Jerman disebut foehn sedangkan di sebelah barat Amerika dan Kanada disebut angin Chinook. Biasanya angin Chinook disertai dengan aktifitas siklonik yang menghasilkan awan dan endapan pada lereng di atas angin. Setelah angin foehn turun pada lereng di bawah angin maka kelembaban udara rendah dan su-hunya semakin panas dan jika angin yang lembab ini menaiki gunung akan menghasilkan hujan serta akan bersifat panas dan kering pada waktu turun dari pegunungan.
5.7 Angin Lokal
Sejumlah angin local dapat terjadi akibat perbedaan suhu local, yang mempengaruhi daerah yang nisbi kecil dan terbatas pada lapisan tro-posfer bawah. Angin laut (angin yang bertiup dari laut ke darat) dan angin darat (angin yang bertiup dari darat ke laut) terjadi akibat per-bedaab sifat fisis darat dan laut yang menyebabkan pada siang hari darat lebih cepat panas daripada laut, sebaliknya pada malam hari da-rat lebih cepat dingin daripada laut. Kombinasi angin local lain yang mempunyai perioda harian adalah angin gunung (angin yang bertiup dari lereng gunung ke lembah) dan angin lembah (angin yang bertiup dari lembah ke puncak gunung).
26 Sirkulasi Umum Atmosfer dan Angin Lokal
5.8 Aerojet
Aerojet (jet stream) adalah arus kuat yang terpusat sepanjang sumbu horizontal di lapisan troposferatas atau lapisan stratosfer, yang ditan-dai oleh geser angin vertical dan lateral yang kuat memperlihatkan satu atau lebih kecepatan maksimum. Karakteristiknya adalah pan-jangnya ribuan kilometer, lebarnya ratusan kilometer, dan tebalnya beberapa kilometer. Aerojet berasal di daerah kutub disebut aerojet kutub, dan di daerah subtropics disebut aerojet subtropis. Terletak pada ketinggian antara 30.000 40.000 kaki.
5.9 Interaksi Atmosfer-laut dan Gejala El-Nino
Panas terselubung yang dilepaskan oleh awan cumulonimbus di da-erah tropis merupakan salah satu gaya penggerak utama untuk sir-kulasi atmosfer global. Pemanasan kondensasi ini diaitkan dengan sirkulasi monsun. Salah satu fluktuasi suhu permukaan laut (SPL) antar tahunan adalah El-Nino, yaitu penyimpangan suhu permukaan laut di pantai Peru yang menjadi panas pada waktu natal. Ragam su-hu permukaan laut ini berkaitan dengan ragam susu-hu permukaan laut global di atas basin pasifik. Salah satu parameter yang sangat penting untuk menentukan system iklim ialah suhu permukaan laut, karena suhu permukaan laut menentukan fluks panas nyata (sensible) dan panas terselubung (latent) melaui permukaan laut.
6
Siklon Tropis
6.1
Pendahuluan
Wilayah Indonesia dapat dikatakan bebas dari jejak siklon tropis. Te-tapi efek dari siklon tropis dapat mempengaruhi kondisi cuaca di be-berapa tempat di Indonesia. Siklon tropis dicirika :
1. Kecepatan angin mengingkat menjadi 20 knot, dan terhadapat satu isobar tertutup atau lebih, maka gangguan menjadi depresi tropis.
2. Kecepatan angin meningkat anatara 34 knot dan 64 knot, dan terdapat beberapa isobar tertutup disekitar mata, maka depresi menjadi badai tropis.
3. Kecepatan angin melebihi 64 knot, maka badai meninggkat men-jadi siklon tropis.
Sebutan siklon tropis bergantung pada lokasi kejadian. Di Atlantik dan Pasifik Timur disebut Hurricane, di Pasifik Barat disebut Typho-on, di Filiphina disebut Baguio, dan di Australia disebut Willy-Willies. Siklon tropis merupakan bencana alam yang paling dahsyat, yang ke-mudiandisusul oleh gempa bumi, banjir, angin kencang, hujan lebat dan sebagainya.
6.2 Nama Siklon Tropis
Pada umunya penamaan untuk nama siklon tropis menggunakan na-ma wanita terutana-ma di Atlantik dan Pasifik sebab berdasarkan penga-laman menunjukan bahwa dengan memakai nama wanita akan lebih mudah dan akan lebih mudah dalam berkomunikasi. Pada tahun 1960
28 Siklon Tropis
nama siklon tropis telah disusun berdasarkan alphabet. Namun pada umumnya tidak menggunakan huruf U,X,Y dan Z sebagai huruf awal. Contoh beberapa nama siklon yang ada : Kara, Orva, Holly, dan masih banyak lagi. Pada tahun 1978 karena desakan kaum wanita yang me-rasa di diskriminasi sehingga penamaan untuk siklon tropis pun mulai menggunakan nama pria, contohnya: siklon Bruno. Namun demikian, nama wanita masih tetap mendominasi untuk penamaan siklon tropis.
6.3 Lokasi Siklon Tropis
Sebagian besar siklon tropis terjadi di belahan bumi utara. Daerah pembentuk siklon tropis adalah : Atlantik Barat, Pasifik Timur, Pa-sifik utara bagian barat, samudra Hindia Utara dan Selatan, Austra-lia dan Pasifik Selatan. Siklon tropis tidak terjadi pada daerah seki-tar ekuator. Gaya Coriolis dan rotasi bumi merupakan factor penting pembentuk siklon tropis. Kebanyakan siklon tropis (65%) terbentuk di daerah antara 10◦ dan 20◦ dari ekuator pada lintang 22◦U dan siklon
tropis tidak muncul di daerah 4◦dari ekuator. Di Daerah Pasifik Utara
bagian barat siklon tropis bias terjadi kapan saja namun pada umum-nya siklon tropis terjadi pada akhir musim panas dan awal musim gu-gur. Waktu hidup siklon tropis ini adalah mulai dari beberapa jam sampai dapat bertahan selama 2 minggu. Gaya gesekan menghambat gerakan udara sehingga angin melemah. Gaya gradient tekanan tidak dipengaruhi oleh gaya gesekan, namun gaya coriolis dipengaruhi oleh gaya gesekan dan menjadi kecil karena angin melemah.
6.4 Syarat Siklon Tropis
Syarat terbentuknya siklon tropis adalah :
1. Suhu permukaan laut cukup panas, yaitu diatas 26◦C.
2. Parameter Coriolis harus lebih besar dari nilai minimum yang terdapat pada lintang sekitar 5◦ belahan bumi utara dan selatan.
3. Geser angin vertikal (dVdz) lemah di dalam arus troposferik yang tebal.
Sebaran Angin pada Siklon Tropis 29 5. Kelembaban udara pada troposfer menengah cukup besar, dan terdapat aktivitas cumulus memompa uap air ke dalam lapisan yang lebih tinggi.
Pertumbuhan badai tropis dapat dibagi menjadi 3 bagian yaitu : 1. Tahap lahir, ditandai oleh susunan awan nisbi acak dan garis
ba-dai yang berkaitan dengan gerak gangguan gelombang angin ti-muran.
2. Tahap dewasa, ditandai oleh sirkulasi rotasi yang kuat dengan kondisi simetris dan pola awan teratur disertai mata siklon yang bertekaan rendah.
3. Tahap mati, ditandai oleh sirkulasi yang makin melebar sehingga ukuran dan bentuknya menjadi tidak simetris.
Siklon tropis adalah badai sirkuler yang menimbulkan angin per-usak sejauh 250 mil dari pusatnya. Kecepatan angin terkencang ter-dapat pada cicin yang bergaris tengah 20 mil hingga 30 mil dari pusat siklon, yaitu 150 mil/jam. Hujan deras dan angin terpusat dalam pita spiral yang berputar. Pada pusat siklon tropis terdapat inti panas yang disebut mata siklon. Di Daerah mata siklon umumnya tidak terdapat awan, kecepatan anginnya antara tenang sampai lemah, pada awan cumulonimbus dinding di sekitar nata siklon menjulang sampai ke-tinggian antara 12 km dan 15 km. Pada tahap dewasa, udara lembab panas bergerak spiral ke arah pusat siklon tropis pada lapisan bawah di luar dinding mata siklon. Saat siklon tropis bergerak ke darat maka sumber bahan bakar atau uap air menjadi tertutup, siklon mendapat gaya gesekan lebih besar sehingga siklon melemah dan akhirnya mati.
6.5 Sebaran Angin pada Siklon Tropis
Pada jarak tertentu yang beragam dari 10 sampai 100 km, udara yang masuk tiba-tiba berputar ke atas dalam bentuk cincin dengan konvek-si kuat disekitar konvek-siklon. Cicin atau dinding konvekkonvek-si ini disebut din-ding mata. Pada daerah ini angin kencang dan hujan tejadi. Intensitas hujan pada daerah dinding mata dapat melebihi 50 cm per hari. Di da-lam radius mata siklon, angin dan endapat berkurang dengan cepat, sedangkan dipusat siklon besarnya menurun. Karena udara yang naik dalam dinding mata dibatasi oleh lapisan stabil stratosfer, maka uda-ra akan menyebar menjauhi pusat badai. Ragam uda-radial dari kecepatan
30 Siklon Tropis
angin tangensial di luar radius angin maksimum dalam badai/siklon dewasa sering dinyatakan dengan fungsi empiris sebagai berikut :
V (r) = V (Ro) .Ro rx
x
(6.1) dimana Ro ≥r ≤ ro
Dengan V (r) adalah kecepatan angin tangensial pada jarak radial r, Ro adalah radius angin maksimum biasanya 40 km, r0 adalah jarak
radial dekat ujung daerah yang terganggu badai baisanya 1000 km, dan X adalah eksponen yang beragam antara0, 5 dan 0, 7.
Vortisitas lapisan bawah merupakan parameter yang penting da-lam mementukan batas divergensi pada lapisan batas planeter (LBP), yaitu lapisan udara dekat permukaan yang didominasi oleh turbulensi skala kecil.
1. Vortisitas horizontal di sekitar sumbu z : ξ = ∂V y∂x − ∂V x
∂y
2. Vortisitas dalam siklon simetris yang sirkuler : ξ = Vr + ∂V∂r 3. Vortisitas relatif : (1-x) V (Ro)Roxr(1+x)
Diluar radius Ro, suku geser berlawanan dengan suku kelengkung-an sehingga vortisitas relatif (ξ) menjadi jauh lebih kecil dkelengkung-an pada ra-dius yang besar (ξ) menjadi negatif. Jadi besarnya vortisitas relatif jauh lebih kecil di luar radius angin maksimum (Ro) dan sebanding dengan parameter coriolis. Dari prinsip kekekalan momentum sudut, maka variasi kecepatan angin terhadap jejari siklon ditentukan mela-lui persamaan : M = fr2+ rv = konstan. Dimana, M (momentum sudut
absolute spesifik), v ( kecepatan angin dalam arah tangensial), dan r (jari-jari siklon tropis). Dari persamaan disamping terlihat bahwa ke-cepatan angin tangensial bertambah jika jejarinya berkurang, dengan kata lain kecepatan angin bertambah jika menuju pusat badai, namun rumusan ini tidak berlaku. Rumus pendekatan di daerah mata siklon tropis adalah : V/r = konstan dimana V (kecepatan angin tangensial) dan r ( jejari sinklon tropis).
6.6 Sebaran Suhu dalam Siklon Tropis
Kestabilan statis siklon tropis dan sekitarnya dilukiskan dengan ku-rva pertama, yaitu profil vertical suhu potensial ekivalen (θc). Pada jarak yang jauh, suhu atmosfer tropis rata-rata labil secara konvektif
Sebaran Kelembapan dan Endapan 31 θc/z < 0 pada lapisan antara permukaan dan ketinggian bertekanan 600 mb (garis putus-putus). Kurva kedua (garis kontinyu) diperoleh dekat pusat badai dalam daerah hujan. Disini konveksi yang kuat menghasilkan suhu potensial ekivalen (θc) mendekati konstan sesu-ai dengna ketinggian. Kurva ketiga (garis titik-titik) diperoleh dalam mata siklon. Kurva ini menunjukan sangat labilnya lapisan dari per-mukaan sampai ketinggian bertekanan 800 mb, kelembapan nisbi sa-ngat rendah (50-70%) dalam mata siklon, sebaliknya suhu jauh lebih tinggi dari pada kedua kurva yang lain, lihat gambar 1.
350◦K 370◦K
Gambar 1.
Kelebihan suhu panas dalam mata siklon disebabkan oleh pema-nasan adiabatic akibar subsidensi. Tekanan minimum dalam mata siklon dikaitkan dengan udara atas yang turun dimana mata siklon mengambil peranan penting dalam emnghasilkan inti panas, tekanan rendah dan angin kencang dalam siklon tropis.
6.7 Sebaran Kelembapan dan Endapan
Awan yang dominan dalam siklon tropis adalah awan cumulonimbus (cb). Distribusi kelembapan absolute (ρ) dan kelembapan nisbi (RH) dalam siklon tropis terutama ditentukan oleh struktur suhu dan gerak vertikal. Secara eksponensial dengna penurunan suhu, maka kelem-baban spesifik (ρ) akan berkurang secara cepat dengan berkurangnya ketinggian. Dalam radius 400 km gerak vertikal rata-rata adalah ke atas sehingga RH > 70% terhadap hampir di seluruh troposper. Pada aerah mata siklon biasanya cera jika ada subsidensi cukup kuat dan menyebar sampai ke paras bawah atau mungkin terdapat bagian awan tinggi dan bagian awan rendah. Intensitas hujan yang ada di dalam siklon tropis sangat lebat hal ini dikarenakan adanya lapisan udara lembap yang tebal,sumber uap air dari laut, dan konvergensi medan angin horizontal yang kuat. Intensitas hujan semakin kecil secara ce-pat jika menjauhi pusat badai, karena berkurangnya invergensi uap air.
6.8 Pelenyapan siklon tropis
Siklon tropis mulai melemah jika ia bergerak menjauhi lingkungan udara tropis yang lembab dan panas atau bergerak menuju daratan.
32 Siklon Tropis
Jika badai bergerak di atas daratan dalam lintang tropis maka ia se-cara cepat melemah.
Akibat gradien tekanan radial melemah maka redius angin maksi-mum menyebar ke luar dan karna kekekalan momentum sudut maka angin tangensial siklonik berkurang secara cepat.
Tiga efek fisis utama yang menyebabkan kematian siklon tropis di atas daratan, yaitu :
1. Pengurangan penguapan karena badai meninggalkan lautan. Pe-nguapan memberikan uap air untuk konveksi, jika sumber ini berkurang maka kondensiasi dan panas laten berkurang.
2. Darat biasanya lebih cepat dingin dari pada lautan sehingga uda-ra pada lapisan bawah agak didinginkan dari pada dipanasi oleh permukaan yang ada di bawahnya. Karena itu suhupotensial eki-valen (θe) turun dan udara yang naik menjadi lebih dingin. 3. Meningkatnya parameter kekasaran. Di atas air parameter
ke-kasaran sering di nyatakan dengan persamaan charnock (Delsol dkk.,1971).
Dengan keuranganya kecepatan angin maka gaya Coriolis dan gaya sentrifugal menjadi kecil, sedangkan gaya gradien tekanan tidak dipe-ngaruh oleh kecepatn angin sehingga angin memotog isobar ke arah tekanan rendah. Menghitung arus udara ke dalam pusat badai ak-an meningkatkak-an konvergensi massa dak-an arus udara ke atas dak-an ke-mungkinan meningkatnya konvergensi uap air yang menaikkan inte-sitas hujan lokal. Akan tetapi di darat penguapan berkuran sehingga konveksi menjadi kering dan kondensasi serta panas laten berkurang.
6.9 Pengamatan Siklon Tropis
Sala satu cara pengumpalan informasi demikian ialah dengan penga-matan penerbangan yang yang telah dilakukan sejak tahun 1944. Tu-juan dari pemanfaatan dengan kapal terbang ialah menentukan lokasi pusat siklon tropis, mengukur tekanan minimum, tinggi awan, kece-patan angin, dan sebagianya. Selain pengamatan penerbangan juga dipakai radar meteorologi untuk mendeteksi pusat siklontropis.pesawat terbang dilengkapi dengan radar agar pilot dapat menghindari pusat badai yang sangat ganas karena adaya turbulensiyang banyak menim-bulkan bahaya bagi penerbangan. Satelit cuaca telah banyak digunak-an untukmembentuk menentukdigunak-an posisi ddigunak-an intensitas badai tropis,
Pengamatan Siklon Tropis 33 terutama jika badai terletak diluar daerah jangkauan radar metoro-logi. Setiap instrumen mempunyai kemampuan sendiri-sendiri. Da-ta yang dikumpulkan secara bersamaan dari satelit cuaca, peneliti-an dengpeneliti-an pesawat terbpeneliti-ang, dpeneliti-an data radar meteorologi, akpeneliti-an sedi-kit bertaut-tautan, tetapi saling menyempurnakan satu sama lain dan sangat bermanfaat . ada tiga masalah dasar dalam peramalan siklon tropis yaitu asal mula intensitas,dan gerakan siklon tropis, ketiga ma-salah ini merupakan hal yng sangat sulit.
7
Fisika Awan dan Hujan
7.1 Klasifikasi Awan
Awan digolongkan menurut metode pembentukan awan dan menurut ketinggian dasar awan. Menurut metode pembentukan awan digo-longkan menjadi awan stratiform dan awan cumuliform, sedangkan menurut ketinggian dasar awan digolongkan menjadi awan rendah, awan menengah, dan awan tinggi.
7.1.1 Klasifikasi Awan Menurut Metode Pembentukan
System awan dikendalikan oleh gerak udara vertical yang dise-babkan oleh konveksi, orografi, konvergensi, dan front. Klasifikasi aw-an menurut pembentukaw-annya adalah
1. Stratiform yang menyebabkan hujan kontinu, dikaitkan dengan kenaikan udara skala luas akibat danya front, kenaikan topogra-fi, atau konvergensi horizontal skala luas. Awan ini timbuh de-ngan lambat, arus vetikal luas, dan terjadi pada area yang nisbi kecil.
2. Cumuliform yang menyebabkan hujan deras ( showery ) dikaitk-an dengdikaitk-an konveksi skala cumulus ydikaitk-ang terlokalisasi dalam uda-ra labil.
7.1.2 Klasifikasi Awan Menurut Ketinggian Dasar Awan
Klasifikasi awan yang biasa digunakan adalah klasifikasi Howard. Klasifikasi awan menurut ketinggian dasar awan dijelaskan sebagai berikut.
1. Awan rendah, mempunyai ketinggian dasar awan kurang dari 2 km, biasanya dipakai kata ‘strato’ atau ‘stratus’. Contohnya Nimbustratus (Ns), Stratocumulus (Sc), dan Stratus (St).
36 Fisika Awan dan Hujan
2. Awan menengah, mempunyai ketinggian dasar awan antara 2 dan 6 km, biasanya diawali dengan kata ‘alto’. Contohnya Al-tocumulus (Ac) dan Altostratus (As).
3. Awan tinggi, mempunyai ketinggian dasar awan diatas 6 km,biasanya ditandai dengan awalan ‘cirro’ atau ‘cirrus’. Contohnya Cirrostra-tus (Cs), Cirrocumulus (Cc), dan Cirrus (Ci).
Kadang-kadang awan berbentuk lapisan yang luas, halus, dam me-rata sebagai petunjuk bahwa udara di daerah tersebut secara keselu-ruhan naik ke atas dengan lambat, awan ini disebut awan stratus (St) atau ‘awan lapisan’. Seringkali awan menyebar bagaikan kapuk putih yang melayang di udara dan berkelompok sendiri, bentuk ini disebut ‘awan cumulus’ (Cu).
Awan cumulonimbus (Cb) adalah awan cumulus yang besar, ganas, menjulang tinggi sebagai awan hujan. Dasar awan cumulonimbus an-tara 100 dan 600 m, sedangkan puncaknya tropopause. Dalam awan cumulonimbus terdapat batu es (hail), guruh, kilat, hujan deras, dan kadang-kadang terjadi angin ribut.
Awan cumulus congestus seperti awan cumulonimbus, tetapi beda-nya cumulus congestus belum cukup tinggi sehingga belum terbentuk puncak yang berwarna putih. Stratocumulus merupakan pecahan da-ri awan cumulus, bentuknya seprti kapas berserakan dengan tinggi dasar awan sekitar 2.000 m.
Awan altocumulus mempunyai dasar awan lebih tinggi daripada stratocumulus. Awan ini terlihat berserakan merata dan bergumpal-gumpal berwarna putih dan hitam. Jika ketebalannya cukup maka awan ini dapat menimbulkan hujan. Awan altostratus adalah awa-nmenengah yang merata dan dapat berupa lapisan-lapisan yang te-bal, karenanya pada musim hujan awan ini dapat menimbulkan hujan merata, ringan, sampai sedang dan berlangsung terus menerus.
Awan cirrus adalah awan tingi di atas 10 km, warnanya putih dan terdiri atas Kristal es dan awan ini tidak akan menimbulkan hujan. 7.2 Penerapan Kajian Awan
Pengkajian awan sangat penrting bagi ahli meteorolgi. Pengamat-an dPengamat-an fotografi awPengamat-an merupakPengamat-an alat yPengamat-ang berharga untuk meramal cuaca jangka pendek. Beberapa contoh misalnya,
1. Suatu lapisan stratus atau stratocumulus di atas sebuah lembah, menandakan adanya inversi suhu pada paras atas lapisan terse-but.
Klasifikasi Awan 37 2. Perkembangan (evolusi) awan cumuliform memberi informasi
ke-tidakstabilan udara.
3. Kemiringan awan cumuliform menanadakan adanya geser angin yang kuat, yaitu gradient kecepatan angin dengan ketinggian ∂v∂z. Factor ini menentukan pertumbuhan tetes hujan dalam awan ter-sebut.
Awan merupakan fasa dalam daur (siklus) air di atmosfer. Oleh karena itu pengkajian awan menjadi penting. Selain itu, juga karena awan sebagai pengubah uap air menjadi air yang penting artinya bagi makhluk hidup.
7.3 Aerosol Atmosfer
Udara atmosfer bumi terdiri atas :
1. Campuran gas yang disebut udara kering 2. Air dalam keadaan cair, padat, dan uap 3. Aerosol atmosfer
Partikel padat dan cair yang mengapung di atmosfer disebut aero-sol atmosfer. Sumber aeroaero-sol ini adalah :
1. Pembakaran : kebakaran hutan, pembakaran dalam industri (lim-bah industri), misalnya partikel berbentuk garam, karbon atau jelaga.
2. Reaksi fasa gas, misalnya pembentukan sulfat dan nitrat.
3. Disperse partikel padat : reaksi kimia di dalam tanah yang di-ikuti erosi air dan erosi angin dapat menyebabakan pemasukan partikel dari batu-batuan mineral ke dalam udara, misalnya ga-ram natrium (Na), kalsium, kalium, silikat, dan sebagainya. 4. Disperse larutan : pecahan (percikan) gelembung kecil di laut
menyebabkan masukanya partikel ke dalam udara. 5. Sumber lain aerosol atmosfer adalah gunung berapi.
Nama Jejari (m)
Inti Aitken 0,005 – 0,1 Inti Besar 0,1 – 1 Inti Raksasa > 1
38 Fisika Awan dan Hujan
Aerosol biasanya diklasifikasikan menurut ukuran jejarinya. Per-kiraan produksi aerosol di dunia oleh fenomena alam dan aktivitas manusia dapat dilihat pada table di bawah ini,
SUMBER (Fenomena Alam) Diameter Aero-sol > 5 m < 5 m Garam laut 500 500 Gas menja-di konversi partikel 100 470
Debu dari tiup-an tiup-angin 250 250 Kebakaran hutan 30 5 Runtuhan me-teoric 10 0 Vulkano (sa-ngat variable) ? 25 total 890 (+?) 1.250 SUMBER (Aktivitas manusia) Diameter Aero-sol > 5 m < 5 m Gas menja-di konversi partikel 25 250 Proses industry 44 12 Pembakaran bahan bakar 34 10 Pembuangan partikel padat 2 0,5 Transportasi 0,5 2 Lain-lain 23 5 total 128,5 279,5
7.4 Pembentukan Tetes Awan dan Hujan 7.4.1 Pertumbuhan tetes dengan kondensasi
Tetes dianggap berada di atmosfer yang mempunyai tekanan uadp air lebuih besar daripada tekanan uap air keseimbangan tetes. Aki-batnya uap air akan berdifusi menuju tetes dan mengkondensasi pada
